Геохимия, 2021, T. 66, № 7, стр. 646-658

Характеристика района и объектов исследования

Болото состоит из основного массива площадью около 9 га и трех южных отвершков. Такое строение обусловлено морфологией первичной котловины. Отвершки начинаются у довольно крутых склонов (8°–10°) моренной гряды, ограничивающей болотный массив с юга и являющейся основным источником минерального питания торфомассива. Превышение гряды над поверхностью болота составляет 10–15 м и более (рис. 1б).

Гряда сложена валунными карбонатными средне-суглинистыми опесчаненными конечно-моренными отложениями вепсовского ледникового яруса $\left( {glQ_{{{\text{III}}}}^{{\text{4}}}} \right)$ Валдайского оледенения (Скакальский, 1963). Конечная морена подстилается флювиогляциальными песками $\left( {fglQ_{{{\text{III}}}}^{{\text{4}}}} \right),$ которые выходят на поверхность южнее исследуемого болота. С поверхности суглинки перекрыты слоем маломощных покровных супесчаных образований, характерных для почв Северо-западной части европейской территории России. На приуроченных к вершинам и склонам моренных холмов дерново-палево-подзолистых почвах произрастают высоко продуктивные ельники-кисличники и ельники разнотравно-кустарничковые, запасы древостоя которых на отдельных типах условий местообитания достигают 800 м³/га (Акбари и др., 2006). Эвтрофный характер болота обусловлен грунтово-напорным и склоновым типом водного питания. Поверхность болота покрыта зарослями таволги (Spiraea salicifolia) и папоротника (Athyrium filix femina), по вымочкам растут рдест и вахта трехлистная. В древесном ярусе преобладает ольха серая (Alnus incana) высотой до 15 м.

Характеристика ландшафтных и литологических особенностей территории позволяет представить возможность существования исследованного низинного болота “Ольховое” на верхних “этажах” рельефа – значительно выше местного базиса эрозии ручья Таежный и, тем более, речки Лонинка (рис. 2).

Рис. 2.

Сопряженные ландшафтные характеристики вдоль трансекта, пересекающего в точках 4, 8, 9, 10 исследованное болото “Ольховое” (см. рис. 1б) и прилегающие территории с юго-востока на северо-запад: а) ленточная лесотаксация; б) зольность торфов; в) схематическое литологическое строение (Акбари и др., 2006, с дополнениями). Ландшафты: I – ландшафт грядово-холмистой моренно-камовой равнины на средних карбонатных моренных суглинках (местность 1а – дренированные склоны и ложбины конечно-моренных гряд; местность 1б – камовые холмы и ложбины подстилаемые моренными отложениями); II – ландшафт грядово-котловинной камово-озовой равнины на песчано-супесчаных отложениях; III – ландшафт плоской озерно-водно-ледниковой равнины с грядами. Стрелками показана разгрузка грунтовых вод.

В других гумидных регионах низинные болота обычно характерны для пойм и террас рек и озер, глубоких ложбин, окраин болот других типов с выходами грунтовых и поземных вод. Положение исследованного низинного болота обусловлено именно литологическими и гидрогеологическими факторами, т. к. формируется за счет поступления минеральных веществ из “наваленных” конечно-моренных отложений с большим количеством включения валунов, гравия, гальки и песчано-алевролитовых линз. Богатый минералогический состав включений разной степени выветренности, значительное количество карбонатных включений, наличие песчаных линз и обуславливают грунтово-минеральное питание низинного болота. Разгрузка минерализованных грунтовых вод происходит по песчано-алевритовым линзам в теле конечно-моренной гряды (Скакальский, 1963). Однако это не уникальное явление – конечно-моренные зоны последнего оледенения, широко распространенные на территории европейской части России и других стран, имеют сложную ландшафтно-геохимическую обстановку.

Методы полевых исследований. В характерных частях болота были заложены опорные точки с отбором проб торфа, болотных вод и основных торфообразующих растений (рис 1б). Точка 4 расположена в 10 м от места разгрузки вод (грунтовый сток маркируется постоянно действующим родником небольшого дебита, поверхностный сток – наличием минеральных зерен и наилка в слабовыраженном русле). Точка 7 находится в месте слияния двух южных отвершков – в среднем на расстоянии 100 м от разгрузки вод. Точка 8 расположена в южной части основного массива примерно в 180 м от гряды; точка 9 – в самой глубокой центральной части массива в 280 м от гряды; точка 10 – в северной части массива, вблизи истока ручья разгрузки с болота в 380 м от гряды. В точках №№ 8, 9, 10 устанавливали скважины из полиэтиленовых обсадных труб глубиной от поверхности 1.0 м. Откачка воды для определения динамики химического состава болотных вод производилась с глубины 1 м с помощью вакуумного пробоотборника, пробы воды консервировались толуолом. Отдельная проба отбиралась для определения рН и содержания С_орг.

Отвершки имеют монотонное строение травяно-древесного торфа мощностью около 1.0 м с несколько большей степенью разложения нижнего полуметрового слоя (45–55%) по сравнению с верхним слоем (40–45%). Сверху находится подстилочный горизонт мощностью 3–5 см, состоящий из опада и мха, переплетенных корнями. Наиболее глубокие горизонты основной залежи (глубже 1.8 м в точках 3 и 10 и глубже 2.5 м в точке 9) сложены менее разложившимися (<20%) сфагновыми торфами. Такая ситуация не уникальна. Так, по данным Н.И. Пьявченко (Пьявченко, 1976) отмечается ряд болот, особенно в восточной части Русской равнины, имеющих в верхней части типичный низинный характер, а нижняя части залежи образована сфагновыми слабо разложившимися торфами.

Отбор проб торфа для химического анализа состава золы производился из керна по 20 см в средней части каждого морфологически выделяющегося генетического горизонта. Аликвотная часть образца для анализов отбиралась стандартным методом квартования воздушно сухого торфа.

Радиоуглеродная датировка самого верхнего слоя погребенных сфагновых торфов, взятых из керна на глубине 2.5–2.8 м в точке 9, показала возраст 7470 ± 250 лет, т.е. начало атлантического климатического оптимума (Сысуев, 1980). С наступлением атлантического климатического оптимума вид торфа изменился – это преимущественно древесный низинный торф высокой степени разложенности. Природные процессы в дальнейшем, по-видимому, коренным образом не менялись – на это указывает накопление довольно однородной толщи низинного торфа мощностью около 2 м в центральной части и 1.5–1.0 м на периферии основного массива. Хорошо разложившийся торф (45–50%) имеет два четко выраженных по площади болота горизонта погребенных древесных остатков – в нижней части толщи на глубине 2.2–2.5 м (т. 9) и на глубине 0.5–0.6 м от поверхности. Наличие таких горизонтов свидетельствует об изменении водного режима болота. Возраст торфа на глубине 1.2–1.6 м по данным радиоуглеродной датировки 4420 ± 20 лет.

Методика определения химического состава. Особенность методики заключается в раздельном определении валового состава органической и минеральной компонент торфов. Образцы торфа и растений озолялись в муфеле при температуре 450°С. Растворение полученной золы проводили в 5%-ной НС1, минеральные примеси отделялись. Для учета влияния растворимости минеральных примесей в 5%-ной НС1 вносили поправку в результаты зольного анализа. Таким образом, состав 5%-ного солянокислого раствора золы отражает содержание минеральных элементов органического вещества торфа, поступивших с торфообразующими растениями, а также сорбированных, растворенных и коллоидных соединений из болотных вод. Параллельно классическим методом по Кноппу в золе определялось содержание СО₂ карбонатов (Аринушкина, 1970). Содержание элементов рассчитывалось в окисной и элементной формах на абсолютно сухую “чистую” (безпримесную и безкарбонатную) навеску золы.

Полученная навеска минеральных примесей торфа подвергалась обработке горячим раствором 5% КОН для отделения аморфного SiO₂, который количественно определялся в фильтрате и добавлялся к его содержанию в органической компоненте. Валовой состав минеральных примесей проводился по методике силикатного анализа при сплавлении навески с карбонатом натрия (Аринушкина, 1970). Определение элементов проводилось классическими и атомно-абсорбционными методами.

В болотных водах Са²⁺, Mg²⁺, Na⁺, K⁺, Cl^–, ${\text{SO}}_{{\text{4}}}^{{{\text{2}} - }}$ определяли на ионном хроматографе, ${\text{HCO}}_{{\text{3}}}^{ - }$ титриметрически, С_орг – бихроматным методом, общее содержание кремния, алюминия, железа, и марганца – атомно-абсорбционными методами. Анализы выполнены в лабораториях кафедр географии почв и геохимии ландшафтов и физической географии и ландшафтоведения географического факультета МГУ им. М.В. Ломоносова.

За исключением оговоренных случаев, основные рассуждения построены на результатах расчетов содержания элементов или их окислов на абсолютно сухое беспримесное органическое вещество торфа.

Минеральные примеси как источник поступления элементов в торф

Графики зависимости состава золы органического вещества торфа от количества минеральных примесей, нерастворимых в 5%-ной НС1, приведены на рис. 3. По графикам отчетливо выявляется закономерность: по мере увеличения минеральных примесей растет зольность органического вещества низинных торфов и увеличивается в составе чистой золы относительное содержание кремния и алюминия, в то время как содержание кальция (и сопутствующих магния, серы и др.) в той же пропорции уменьшается.

Рис. 3.

Зависимость химического состава золы органического вещества торфов (в % на чистую, беспримесную бескарбонатную золу) от содержания минеральных примесей (% “сырой” золы).

В результате в низинных торфах с количеством примеси до 35% от веса “сырой” золы преобладающим элементом является Са; в торфах с количеством примесей от 35 до 55% содержание СаО, SiO₂ , А1₂O₃ примерно одинаково и составляет по 25–35% от веса золы; в низинных торфах с количеством примесей более 55% преобладающими элементами в золе являются SiO₂ и А1₂O₃, содержание СаО уменьшается до 10–15%. В связи с этим классическое подразделение торфов на нормально зольные и высокозольные (Никонов, 1955; Пьявченко, 1976) получает генетическое содержание. Нормально зольные низинные торфа с содержанием примесей менее 35% получают минеральное питание преимущественно в растворенном виде. Минеральное питание осуществляется водами поверхностного и главным образом грунтового стока, основными компонентами в которых является Са и сопутствующие ему Мg, S, и др.

Для выяснения роли процессов выщелачивания минеральных частиц в условиях низинного болота проанализируем валовой состав минеральных примесей, выделенных в ходе зольного анализа торфов. Для примера взято два разреза торфа – в точках 4 и 10, контрастных по условиям питания и количеству примесей (табл. 1, 2).

Валовой состав примесей изменяется по вертикальному профилю торфа, но остается близким на одной глубине от поверхности в разных частях торфомассива. Заметно увеличение содержания кремнезема и уменьшение содержания остальных элементов в минеральных примесях вниз по профилю торфа, по-видимому, за счет выветривания части алюмосиликатных минералов, поступивших в торфяник, и остаточного накопления кварца.

Процессы выщелачивания алюмосиликатов и сорбционно-десорбционных процессов при миграции элементов находят отражение в химическом составе торфяных вод (табл. 3, 5).

Так, в летнюю межень после длительного взаимодействия торфяных вод с минеральной и органической фазами торфов максимальные концентрации Al в водах приурочены к участкам торфа, наиболее обогащенным минеральными примесями (в т. 1 – 0.772 мг/л, в т. 7 – 0.736, в т. 4 – 0.466 мг/л), и уменьшаются по направлению стока. Перераспределение элементов внутри торфа в силу различных параметров сорбции их соединений по мере фильтрации отражается соотношением этих элементов в болотных водах (табл. 3). В то время как содержание Al в водах по направлению потока к дренирующему ручью в несколько раз уменьшается, содержание Si отчетливо возрастает. В результате величина молекулярного отношения SiO₂/А1₂O₃ в водах изменяется от 2.5–4.5 в отвершках болота до 21–22 в центре массива и до 45–47 вблизи дренирующего ручья. То есть, при формировании минерального состава торфа наблюдается преимущественный вынос кремнезема с водами, тогда как алюминий сорбируется в органической части торфа.

Таким образом, формирование содержания Si и А1 в органической фазе низинных торфов, происходит очевидно при участии процессов выветривания привнесенных алюмосиликатов, и дифференциация этих элементов в процессах массопереноса. Процессы разрушения алюмосиликатов в условиях низинного торфообразования естественно существенно менее интенсивны, чем на верховых болотах, где может разрушаться даже кварц (Dugmore et al., 1992).

Биогеохимические процессы поступления элементов в торф

Выяснение роли процессов аккумуляции элементов на биогеохимическом барьере при торфообразования рассмотрим на примере сопряженного анализа химического состава органического вещества торфа и основных растений-торфообразователей (ольхи серой, таволги вязолистной, и папоротника) (табл. 4). В характерной точке массива – точке 4, наблюдается хорошо разложившийся однородный древесный торф под густой травянистой растительностью и типичным древостоем ольхи с постоянным увлажнением поверхностным и грунтовым стоком – соблюдаются типичные условия низинного торфообразовательного процесса.

Средний состав органического вещества торфообразователей (строка “среднее”) рассчитан из предположения о примерно равном их весовом соотношении при преобразовании в торф. В принципе возможен расчет в соответствии с весовым вкладом каждого органического компонента, с учетом баланса прихода–расхода элементов с водой и дальнейшей детализацией, как это делается при детальных расчетах баланса вещества и скорости роста торфяников (Steinmann, Shotyk, 1997; Frolking et al., 2010). Однако, этот подход, достаточно корректный только для верховых болот, выходит за рамки работы. Поскольку в нашем случае скорость поглощения, разложения и выноса элементов из разных растительных остатков, а также детальный водный баланс болота не известны, принята очень простая оценка источников поступления элементов в торф – считаем, что минеральные примеси (или содержание Ti) своеобразный маркер процессов.

Соотношение средней зольности растений к зольности торфа (строка “торф/растение”) составляет 5.5, т.е. можно считать, что содержание чистой золы увеличилось в 5.5 раз при преобразовании среднего “опада” растений в торф. Сравнение с другими элементами показывает, что эти отношения для Si, Fe составляют 21.5, а для А1 и даже 87.4. Такое отличие соотношений элементов от соотношения зольностей (на порядок) подчеркивает, что для этих элементов характерно накопление их в торфах именно за счет приноса и разложения минеральных взвесей, а никак не счет биологического накопления при торфообразовании.

Напротив, величина торф/растения отношения содержаний Са, Mg (1.8 и 1.6), а также Na, Mn, Р, S (2.1; 2.5; 3.9 и 3.3 соответственно), намного ниже соотношения зольностей, что может свидетельствовать о биогеохимическом накопления элементов в торфе. Особенно низкое соотношение для К (0.4) подчеркивает его интенсивное биологическое поглощение.

Пространственное распределение элементов в торфянике низинного болота

Источники минерального питания прослеживаются при изображении двумерного распределения минеральных компонентов в органическом веществе торфов по характерному профилю низинного болота, проведенному через точки 4, 8, 9, 10 (рис. 4).

Рис. 4.

Схема распределения минеральных компонентов по вертикальному профилю торфов низинного болота, в % на сухое органическое вещество торфа: 1 – зольность и содержание элементов в точках отбора; 2 – изолинии зольности и содержания элементов; 3 – стратиграфические границы торфа; 4 – моренные суглинки; 5 – слаборазложившиеся сфагновые торфа; 6 – древесные и травяно-древесные торфа.

Содержание основных элементов силикатных минералов. (Si, Al, Ti, Na и K), поступающих главным образом с поверхностным стоком и накапливающиеся на механическом барьере тесно коррелирует с содержанием минеральных примесей и распределением зольности низинных торфов. Экстремальное высокое содержания А1 и особенно Si в верхнем горизонте торфа в самых верховьях болота (т. 4 и 8) связано с резкой интенсификацией эрозии почв в связи с их распашкой более 200–400 лет назад. Эродируются верхние горизонты почв пылевато-алевритового гранулометрического состава (Сысуев, 1986). Эти фракции обладают меньшей способностью к переносу в водном потоке и сразу осаждаются на поверхности отвершков, не разносясь по поверхности основного массива болота. Близкое содержание примесей в верхних и средних горизонтах торфа основного массива (т. 9, 10) свидетельствует о том, что интенсивность процессов эрозии на окружающих территориях с эпохи атлантического оптимума изменялась слабо.

В процессе торфообразования нарушаются соотношения Si и А1, свойственные алюмосиликатным минералам, являющимся основными источниками этих элементов на низинном болоте. Наблюдается резкое уменьшение молекулярных отношений SiO₂/А1₂O₃ в нижележащих горизонтах по сравнению с поверхностным горизонтом торфа. В верхних горизонтах величина отношения около 3 или выше. Такое отношение характерно для илистой фракции окружающих почв, развитых на моренных суглинках с каолинит-гидрослюдистым составом глинистых минералов (Сысуев, 1986). В нижних же горизонтах величина молекулярного отношения редко превышает 2. Таким образом, при выветривании алюмосиликатов в верхнем горизонте торфяника наблюдается фракционирование этих элементов – наблюдается преимущественный вынос кремнезема с водами, тогда как алюминий закрепляется в органической части торфа. Это согласуется с соотношением этих элементов в болотных водах в период летней межени (табл. 3). В то время как содержание А1 в водах по направлению потока к дренирующему ручью в несколько раз уменьшается, содержание Si отчетливо возрастает. В результате величина молекулярного отношения SiO₂/А1₂O₃ в водах изменяется от 2.5–4.5 в отвершках болота до 21–22 в центре массива и до 45–47 вблизи дренирующего ручья. Процессы фракционирования Si и А1, по-видимому, имеют физико-химическую основу. В работе (Фотиев, Фотиева, 1974), проанализировавших вымороженное водно растворимое органическое вещество вод переходного болота в Тверской области, показано, что с менее дисперсной коллоидной фракцией размером >60 Å, составляющей 70–75% органического вещества, связаны Fе, А1, Са, Мg. Более дисперсная фракция размером <60 Å – ионно-растворимая фракция органического вещества, связана только с кремнеземом, т.е. состав органоминеральных комплексов обусловливает их дисперсность. Аналогичные результаты показали работы по ультрафильтрации болотных вод (Pokrovsky et al., 2005). Так что при фильтрации вод через пористую массу торфа менее диспергированная коллоидная фракция органического вещества может в значительной мере задерживаться, а вместе с ней аккумулируются в торфянике Fе, А1, Са, Мg. Кремнезем же, связанный с так называемой ионно-растворимой фракцией органического вещества, вымывается из торфа в большей степени.

Ведущим фактором распределения содержания кальция и сопутствующих элементов в низинных торфах являются грунтовые воды (см. схему на рис. 2). Вследствие этого изолинии содержания Са в золе торфов отчетливо фиксируют зону разгрузки грунтовых вод и путь их фильтрации внутри торфомассива (рис. 4).

Ареал максимального содержания Са сдвигается от средних горизонтов в точке 8 к поверхностному слою торфа в точке 9 в соответствии со схемой фильтрации грунтового потока, выклинивающегося в ложе торфяника. Движение грунтовых вод, высачивающихся в тело торфяника с близкими коэффициентами фильтрации по всему разрезу, проходит вдоль скрытой слоистости торфа с постепенным подъемом кверху в зону торфогенного слоя и очеса, где коэффициенты фильтрации выше (Маслов, 2008). Причиной выклинивания в торфяник потока грунтовых вод в районе точки 8 служит “литологическое окно” в ложе торфяника, которое является, по-видимому, выходом одной или нескольких песчаных линз, находящихся на глубине 3–10 м внутри моренных суглинков (Скакальский, 1963).

Эти результаты подтверждаются анализами химического состава торфяных вод. Максимальное содержание Са²⁺ (88 мг/л) в меженных водах, наблюдается именно в точке 8 – предполагаемом месте выклинивания грунтовых вод (табл. 3). По мере удаления от зоны выклинивания грунтовых вод концентрация Са²⁺ постепенно уменьшается в сторону дренирующего ручья. Воды торфов, находящиеся вне подпитывания зоны выклинивания грунтовых вод, содержат в 4–8 раз меньше Са²⁺. Столь значительные различия являются подтверждением происходящей разгрузки грунтовых вод вблизи точки 8. Показательна и величина отношения Са/Мg. Так, в зоне выклинивания грунтовых вод она составляет 2.0–2.5 из-за большой доли доломитовой составляющей в карбонатах моренных отложений. Там, где питание болотных вод происходит преимущественно за счет поверхностного стока, это отношение значительно выше и составляет 10 и более, характеризуя соотношение этих элементов в опаде, подстилке и других почвенных горизонтах, из которых они вымываются.

В период половодий воды торфяника разбавляются, причем, чем ближе точка к фронту питания, тем интенсивнее разбавление (табл. 5).

Так, из данных табл. 3 видно, что в точке 8 содержание Са²⁺ к 10.Х1 уменьшилось почти в 4 раза, в точке 9 посредине болота – в 2 раза, а в точке 10 – всего в 1.5 раза. В результате к середине осени наблюдалось выравнивание, а поздней осенью – даже инверсия распределения концентраций кальция в водах торфяника: в зоне разгрузки грунтовых вод она была ниже, чем в центре болота и тем более на его периферии. Такое разбавление вод торфяника обусловлено активным водообменом между водами паводкового осеннего стока, проходящего транзитом по поверхности болота, и грунтовыми водами, высачивающимися в тело торфяника с меньшими на порядки расходами. Содержание Са²⁺ в водах поверхностного стока, поступающих из южных отвершков, по мере протекания по основному массиву торфяника увеличивается от 9.6 мг/л (что близко к среднему содержанию в водах поверхностного стока в лесу – 9.2 мг/л) до 20.0 мг/л, т.е. при формировании химического состава стоковых вод в периоды половодий происходит вынос Са из торфяника. По этим материалам нельзя судить, происходит ли в торфах прогрессивное накопление или обеднение кальцием, поскольку его поступление с грунтовым стоком трудно оценить. Однако важно отметить, что ни в одной точке торфяника концентрация кальция не достигла состояния насыщения ионообменных групп в торфе. Максимальное содержание Са в торфах исследованного болота составляет 4.02–4.39%. Предельное содержание Са в нормально зольных торфах без признаков минерализации составляет около 5% (Никонов, 1955).

Расчеты карбонатно-кальциевого равновесия для грунтовых вод на водосборе Усадье в нескольких километрах от объекта наших исследований, с аналогичными литологическими и гидрогеохимическими условиями, выявили их недосыщенность по кальцию и кремнезему (Злобина, Юшманов, 2003; Злобина и др., 2017). Индексы насыщения получены в расчетах по термодинамическим моделям программы “Равновесия” (Акинфиев, 1997), учитывающих химический состав грунтовых вод на рассматриваемых водосборах и комплекс геохимических взаимодействий, связанных с растворение карбонатов, катионным обменом и выветривание алюмосиликатов. Расчеты показали изменение гидрохимического режима в геофильтрационном потоке от области питания до области разгрузки подземных вод: с изменением щелочно-кислотных условий наблюдается уменьшение безразмерных индексов насыщения для основных породообразующих минералов: для кальцита ${{{\text{S}}}_{{{\text{CaC}}{{{\text{O}}}_{{\text{3}}}}}}}$ от –3.05 до –0.17, для силикатов ${{{\text{S}}}_{{{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{2}}}}}}}$ от –049 до –0.12 (табл. 6).

Отрицательные значения индекса в грунтовых водах вплоть до разгрузки в водоем показывают недосыщенность по отношению к основным породообразующим минералам. Естественно, что при фильтрации в торфе воды становятся еще более недосыщенными и агрессивными, вследствие уменьшения рН до 5.7–6.9 и присутствия большого количества органических кислот (С_орг = 30–80 мг/л) на исследованном низинном болоте.

Для вод Васюганского болотного массива в Западной Сибири также не выявлено ни в одном низинном болоте возможного образования карбонатов – все болотные воды не насыщены относительно кальцита и неравновесны с первичными алюмосиликатами, вследствие чего формируется воды кислого кремнисто-органического и кремнисто-кальциевого геохимического типов (Здвижков, 2005; Савичев, 2015).

Характеристика параметров ландшафтно-геохимического барьера

Характеристика возможной емкости ЛГХБ показана при анализе пространственного распределение главных элементов в поверхностных слоях торфа – анализе снижения концентраций в направлении от источников. Данные содержания элементов на абсолютно сухую навеску, полученные для средних проб верхнего горизонта хорошо разложившихся низинных торфов (ниже корнеобитаемого слоя на глубине 0.2–0.5 м), представлены на рис. 5. По мере удаления от моренной гряды происходит близкое к экспоненциальному уменьшение содержания в торфах Si, Al, Ti, Na, K, – элементов, поступающих преимущественно с минеральными примесями (рис. 5). Причем, в этом же направлении уменьшаются также и линейные градиенты концентраций: от –1.38 до –0.38 г/кг/м для зольности, от –0.30 до ‒0.02 г/кг/м для Si, от –0.21 до –0.01 г/кг/м для Al, от –3.38 до –1.06 мг/кг/м для Ti. Т.е. наибольшие градиенты концентраций на механическом геохимическом барьере наблюдаются непосредственно в месте разгрузки поверхностного стока.

Рис. 5.

Концентрация элементов в верхнем горизонте торфа (0.2–0.5 м) вдоль ландшафтно-геохимического барьера низинного болота “Ольховое” в зависимости от удаленности от источников поступления.

Как видно из графиков (рис. 5) Ca, Mg, S, Fe и Mn имеют существенно отличное распределение на геохимическом барьере, по сравнению с распределением элементов поступающих с минеральными примесями (Si, Al, Ti, а также Na, K). Ведущим фактором распределения содержания этих элементов в низинных торфах являются грунтовые воды. Вследствие этого содержание Са, Mg, S, Fe и Mn в золе торфов отчетливо фиксируют зону разгрузки грунтовых вод.

Для выявления закономерностей биогеохимических процессов аккумуляции на рис. 6 приведены графики изменения концентрации главных элементов зольного состава основных растений-торфообразователей вдоль исследованного ЛГХБ.

Рис. 6.

Изменение вдоль ЛГХБ концентрации главных элементов зольного состава (в г/кг) на сухое вещество: а) листьев ольхи серой, б) таволги вязолистной, в) папоротника – Индексы у графиков: 1 – Si; 2 – Ca; 3 – Mg; 4 – K; 5 – P; 6 – S.

Четкой дифференциации элементов в растениях в зависимости от удаленности от источников поступления не обнаруживается: только в листья таволги содержание Ca, Mg, K и S более или менее закономерно отражает их пространственное распределение в торфах. В листья ольхи наблюдается постепенно уменьшение содержания Са, K, и Si и некоторый рост Mg и P по мере удаления от источников выноса (рис. 6). У папоротника концентрации самые высокие, но разнонаправленные изменения не имеют четкой тенденции – только для Са, K, и Si можно отметить возрастание содержаний в точке 8 (180 м).

Таким образом, нет оснований роль биогеохимических процессов считать существенной в формировании ЛГХБ низинного болота.

Определение контрастности геохимического барьера (К) проведено на период межени, поскольку наблюдается интенсивная сезонная динамика химического состава вод низинного болота и концентрации вод грунтового и поверхностного стока. Контрастность исследованного ЛГХБ, рассчитанная как соотношение содержаний компонентов в водах до и после барьера (табл.3), составляет для концентрирующихся элементов K_Al ~ 12–10, K_Са ~ 8–4, K_Fe ~ 6–4, K_Mn ~ 4–3, K_S ~ 2–1.5; для слабо концентрирующихся элементов K_{Cl, K, Na} ~ ~ 1.5–0.8, для не концентрирующихся K_Si ~ 1–0.3.

Таким образом, в исследованном низинном болоте формируется комплексный ландшафтно-геохимический барьер. Для Si, Al, Ti, Na, K – элементов, поступающих преимущественно с поверхностным стоком и накапливающихся на поверхности болота благодаря действию механического барьера, в результате растворения минеральных примесей, сорбции торфами и фильтрации растворов характерно монотонное уменьшение содержания по мере удаления от склонов моренной гряды. Для Са, Mg, S, Fe и Mn ведущим фактором распределения содержания в низинных торфах является миграция с грунтовыми водами – накопление элементов обусловлено действием сорбционного барьера. Под действием фильтрации и сорбции их содержание в торфах отчетливо фиксируют зону разгрузки грунтовых вод. Комплексный барьер за время формирования в голоцене недосыщен по всем элементам и ожидать выпадение новообразованных минералов на исследованном низинном болоте маловероятно.